Załącznik 2: Autoreferat stanowiący opis dorobku i osiągnięć naukowych 1. Życiorys naukowy 1.1. Dane osobowe Imię i nazwisko: Artur Kędzior

Załącznik 2: Autoreferat stanowiący opis dorobku i osiągnięć naukowych 1. Życiorys naukowy 1.1. Dane osobowe Imię i nazwisko: Artur Kędzior 1.2. Wykształcenie i posiadane stopnie naukowe 15.12.2003 doktor nauk o Ziemi w zakresie geologii Instytut Nauk Geologicznych PAN. Praca doktorska Architektura stratygraficzna warstw siodłowych (namur) północnej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Promotor: Prof. dr hab. Szczepan J. Porębski (Instytut Nauk Geologicznych PAN). 1995 magister Instytut Nauk Geologicznych UJ Praca magisterska Analiza mikropaleontologiczna osadów koniaku i santonu w profilu Zabierzów. Promotor: Prof. dr hab. S. Geroch. 1989 technik geolog/matura Technikum Geologiczne w Krakowie im. Stanisława Staszica. 1.3. Zatrudnienie i przebieg pracy zawodowej Od 2008 adiunkt, Instytut Nauk Geologicznych PAN, Ośrodek Badawczy w Krakowie. 2003 2008 asystent, Instytut Nauk Geologicznych PAN Ośrodek Badawczy w Krakowie. 2002 2003 specjalista, Instytut Nauk Geologicznych PAN, Ośrodek Badawczy w Krakowie. 1998-2002 asystent, Instytut Nauk Geologicznych PAN Ośrodek Badawczy w Krakowie. 1995-1998 uczestnik Studium Doktoranckiego Instytutu Nauk Geologicznych PAN. 1989-1990 szlifierz preparatów mikroskopowych, Przedsiębiorstwo Geologiczne w Krakowie 2. Wskazanie osiągnięcia naukowego wynikającego z art. 16 ust. 2 ustawy z dnia 14 marca 2003 r. o stopniach naukowych i tytule naukowym oraz o stopniach i tytule w zakresie sztuki (Dz. U. nr 65, poz. 595 ze zm.) 2.1. Jako osiągnięcie naukowe przedstawiam publikację pod tytułem: Reconstruction of an early Pennsylvanian fluvial system based on geometry of sandstone bodies and coal seams: the Zabrze Beds of the Upper Silesia Coal Basin, Poland.

2.2. Publikacja stanowiąca osiągnięcie naukowe Pełna treść artykułu przedstawiona została w załączniku 5. Kędzior A., 2016. Reconstruction of an early Pennsylvanian fluvial system based on geometry of sandstone bodies and coal seams: the Zabrze Beds of the Upper Silesia Coal Basin, Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 86: 437 472. doi: https://doi.org/10.14241/asgp.2016.020 Lista A MNiSW 2016 = 20 pkt., IF2015 = 0.833; 5YearIF2015 = 0.950. 2.3. Komentarz autorski 2.3.1. Wprowadzenie Przedstawiona przeze mnie praca jest drugim w historii badań sedymentologicznych karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego (GZW) kompleksowym opracowaniem zagadnień związanych z określeniem warunków sedymentacji, środowisk depozycji oraz architektury stratygraficznej jednostki litostratygraficznej na niemal całym obszarze jej występowania. Pierwszym takim opracowaniem była monografia dotycząca krakowskiej serii piaskowcowej (Doktor, 2007). Pozostałe bardziej obszerne prace naukowe z zakresu sedymentologii tego obszaru skupiały się albo na przedstawieniu bądź zestawów litofacji charakterystycznych dla poszczególnych jednostek litostratygraficznych (Doktor & Gradziński, 1985; Gradziński et al., 1995) bez analizy geometrii wypełnienia basen albo na prezentacji architektury stratygraficznej bez zagadnień związanych ze szczegółowym rozpoznaniem środowisk sedymentacji (Kędzior, 2008). Inne opracowania jednostek litostratygraficznych dotyczą prezentacji ogólnych informacji na temat warunków depozycji i zmian miąższości w skali całego basenu (patrz Hylova et al., 2013; Jirasek et al., 2013a; Jirasek et al., 2013b; Hylova et al., 2016) lub ograniczają się do przedstawienia zmian miąższości w skali regionalnej lub tylko wybranych części basenu (Kotas, 1994; Dopita & Kumpera, 1993). W latach 2002-2003 podjąłem próby odtworzenia geometrii litosomów piaskowcowych oraz pokładów węgla warstw zabrskich w południowo-zachodniej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego (Kędzior et al., 2004a, b) oraz serii mułowcowej w zachodniej (Doktor & Kędzior, 2002) i północnej części niecki głównej (Doktor & Kędzior, 2003). Publikacje te opierały się głównie na opisach wybranych rdzeni wiertniczych i dotyczą geometrii litosomów osadowych analizowanych na niewielkich obszarach. Strefy występowania kopalin o wartości ekonomicznej, w tym węgla, należą do obszarów, w których rozpoznanie geologiczne wiąże się z wykonaniem dużej liczby otworów wiertniczych. Tego typu dane są cennym źródłem informacji do badań naukowych, zwłaszcza w przypadkach, gdy prace eksploatacyjne: (1) odbywają się metodą podziemną lub (2) nie prowadzi się już żadnych robót rozpoznawczych na skutek zakończenia eksploatacji. W historii badań GZW ukazało się zaledwie kilka prac wykorzystujących potencjał związany z dużą ilością danych archiwalnych zgromadzonych zarówno w archiwach poszczególnych kopalń węgla kamiennego oraz w Narodowym Archiwum Geologicznym. Wśród nich wymienić należy pracę Doktora (2007), opracowania Hylovej i Jiraska z zespołami (Hylova et al., 2013; Jirasek et al., 2013a; Jirasek et al., 2013b; Hylova et al., 2016) oraz moje prace (Kędzior, 2001; 2008). 2

Przedstawiona praca porusza następujące zagadnienia: 1) Warunki depozycji i środowiska sedymentacji warstw zabrskich na obszarze Górnośląskiego Zagłębia Węglowego zinterpretowane na podstawie klasycznej analizy facjalnej. 2) Geometrię ciał piaskowcowych i pokładów węgla warstw zabrskich w czeskiej i polskiej części Zagłębia Górnośląskiego oraz zmiany miąższości warstw zabrskich. 3) Historię wypełniania basenu we wczesnym pennyslwanie, znaczenie warstw jejkowickich lokalnie znajdujących się w podłożu warstw zabrskich w ewolucji basenu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego 4) Model systemu rzecznego warstw zabrskich oraz transformację systemu rzecznego. 5) Zastosowanie zasad stratygrafii sekwencji w osadach kontynentalnych. 2.3.2. Podstawowe informacje na temat Górnośląskiego Zagłębia Węglowego i warstw zabrskich Górnośląskie Zagłębie Węglowe (GZW) jest częścią większego basenu sedymentacyjnego, który w późnym paleozoiku stanowił zapadlisko przedgórskie rozwinięte u czoła morawskośląskiego segmentu orogenu waryscyjskiego znajdującego na zachód od basenu. Jego podłoże było fleksuralnie uginane, o czym świadczy zmniejszająca się ku wschodowi miąższość poszczególnych jednostek litostratygraficznych. Postępujący w czasie ruch nasuwczy skutkował również migracją ku wschodowi depocentrów coraz to młodszych osadów. Obecny, trójkątny zarys GZW jest efektem zarówno waryscyjskich jak i mezozoiczno-kenozoicznych deformacji tektonicznych. Zaburzenia waryscyjskie, silniejsze u frontu orogenu spowodowały powstanie nasunięć w obrębie sukcesji węglonośnej: nasunięcia orłowsko-michałkowickiego i usytuowanego dalej ku wschodowi nasunięcia rybnicko-boguszowickiego o rozciągłości SSW- NNE, równoległej do brzegu orogenu (Kotas, 1972; Kotas, 1995). W północno-zachodniej części GZW struktury te kontynuują się dalej ku północy (Kuzak, 1994). W pozostałej części GZW deformacje waryscyjskie mają głównie charakter wielkopromiennych fałdów a osady górnego karbonu zaburzone są licznymi dyslokacjami uskokowymi (Kotas, 1982, 1985), które zaznaczają słabiej ku wschodowi. Wpływ alpejskich ruchów tektonicznych znalazł przede wszystkim wyraz w powstaniu szeregu dyslokacji uskokowych a także w reaktywacji części starszych uskoków (Kotas, 1982, 1985). W późnym trzeciorzędzie obszar Zagłębia stał się częścią zapadliska przedkarpackiego wypełnianego osadami miocenu, a na południową część Zagłębia nasunięte zostały w późnym miocenie płaszczowiny Karpat zewnętrznych. W profilu węglonośnej sukcesji GZW wyróżnia się dwie części: (1) dolna, zwana paraliczną, cechuje się występowaniem wkładek zawierających faunę morską; (2) wyższa, pozbawiona jest wkładek z fauną morską lub brakiczną i składa się wyłącznie z osadów gromadzonych w środowiskach lądowych; ta część określana była tradycyjnie mianem serii limnicznej (Unrug & Dembowski, 1971), jednakże według Doktor & Gradziński (1985), Gradziński et al., (1995); Doktor & Gradziński, (2000) ta część sukcesji składa się niemal wyłącznie z osadów fluwialnych a nie jeziornych. Sukcesja węglonośna GZW jest dzielona na nieformalne jednostki stratygraficzne: serie i warstwy (Dembowski, 1972a). Podział litostratygraficzny został ujednolicony dla polskiej części Zagłębia (Dembowski, 1972a) i czeskiej (Dopita et al., 1997). Zgodnie ze tym podziałem, cała sukcesja węglonośna dzielona jest na cztery główne jednostki: (1) seria paraliczna obejmuje niższą część sukcesji i dzielona jest na warstwy pietrzkowickie, gruszowskie, jaklowieckie i porębskie (Kotas & Malczyk, 1972a); (2) górnośląska seria piaskowcowa składa się z warstw jejkowickich (tylko w południowo-zachodniej części polskiego segmentu GZW), zabrskich i warstw rudzkich (Kotas & Malczyk, 1972b; Kotas, 1995); (3) seria mułowcowa - z warstw załęskich i orzeskich (Porzycki, 1972); (4) krakowska seria piaskowcowa - z warstw łaziskich i libiąskich (Dembowski, 1972b). 3

Wiek sukcesji węglonośnej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego został określony na podstawie badań paleobotanicznych i palinologicznych (Kmiecik, 1995; Kotasowa & Migier, 1995) a w przypadku serii paralicznej również na podstawie paleozoologicznych (Musiał et al., 1995). Sukcesja ta obejmuje wiekowo późny mississipp (serpuchow) aż po późny pennsylwan (kasimow) z szeregiem luk stratygraficznych, łącznie z największą z nich na granicy serii paralicznej i górnośląskiej serii piaskowcowej (w zachodniej i środkowej części basenu) lub serii mułowcowej (we wschodniej części). Ta luka stratygraficzna z punktu widzenia moich badań jest najistotniejsza, gdyż wiąże się z przebudową systemów depozycyjnych na granicy mississipp/pennsylwan a jednocześnie podkreślona jest tzw. przełomem florystycznym (por. Stopa, 1957). Warstwy zabrskie są w literaturze określane również jako warstwy siodłowe (Doktorowicz-Hrebnicki & Bocheński, 1952), a w języku czeskim jako vrstvy sedlove i wraz z podścielającymi je warstwami jejkowickimi oraz nadścielającymi warstwami rudzkimi tworzą górnośląską serię piaskowcową. Jako dolną granicę warstw zabrskich przyjmuje się spąg pokładu 510 (w czeskiej numeracji pokładów węgla jest to pokład nr 504, określany również jako pokład nr 40 lub Prokop), natomiast w południowo-zachodniej części GZW dolną granicę warstw zabrskich przyjmuje się w obrębie bezwęglowego kompleksu skał gruboziarnistych zaliczanego do warstw jejkowickich (Kotas, et al., 1988; Kotas, 1995). Górna granica warstw zabrskich jest wyznaczana w stropie pokładu 501 (564 lub 33a wg. czeskiej nomenklatury), jednakże śledzenie tej granicy jest utrudnione na skutek mało precyzyjnej i mało wiarygodnej korelacji tego pokładu na całym obszarze GZW, co związane jest z obecnością lokalnych zjawisk erozyjnych i powszechnego rozszczepiania i łączenia się tego pokładu z młodszymi, zaliczanymi już do warstw rudzkich (Stopa, 1957, Kędzior, 2008). Na podstawie badań makroflorystycznych i palinologicznych stwierdzono, że warstwy zabrskie reprezentują część baszkiru (kinderskot wg. podziału zachodnioeuropejskiego) i są oddzielone luką stratygraficzną od warstw rudzkich (jedon wg podziału zachodnioeuropejskiego) (Kmiecik, 1995; Kotasowa & Migier, 1995). Natomiast warstwy jejkowickie reprezentują piętra czokier i alport (namur A wg podziału zachodnioeuropejskiego). W tak zdefiniowanych granicach miąższość warstw zabrskich osiąga maksymalną miąższość około 350 m w rejonie Karviny (Pešek et al., 1998) i zmniejsza się nieznacznie w kierunku północnym do około 280-300 m na obszarze Jastrzębia Zdroju i Chwałowic i około 250 m w rejonie siodła głównego (Kędzior, 2001; 2008). Zmiany miąższości zdecydowanie wyraźniej zaznaczają się w kierunku wschodnim na obszarze siodła głównego, gdzie na dystansie około 35 km osady tej jednostki wyklinowują się zupełnie (Kędzior, 2001; 2008). 2.3.3. Warunki depozycji i środowiska sedymentacji warstw zabrskich na obszarze Górnośląskiego Zagłębia Węglowego i ewolucja systemu rzecznego warstw zabrskich. Obiektem moich badań były warstwy zabrskie oraz znajdujące się w podłożu warstwy jejkowickie występujące w południowo-zachodniej części polskiego segmentu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Dane do badań uzyskałem dzięki uprzejmości dyrekcji kopalń węgla kamiennego, które eksploatują, bądź w przeszłości eksploatowały węgiel z warstw zabrskich Materiały z czeskiej części GZW dostałem od profesora Petra Martinca (Ústav geoniky AV ČR, Ostrava). Obejmują one ponad 1500 profili otworów wiertniczych, przekopów, szybów i szybików. Obecnie nie ma żadnego odsłonięcia powierzchniowego, w którym można prowadzić szczegółowe badania sedymentologiczne w celu odtworzenia warunków depozycji i środowisk sedymentacji osadów warstw zabrskich. Jedyną możliwością było profilowanie świeżo drążonych otworów wiertniczych. Dyrekcja KWK Marcel w Rydułtowych udostępniła mi sześć rdzeni wiertniczych o łącznej długości około 1200 m, które szczegółowo opisałem i zinterpretowałem przy zastosowaniu klasycznej analizy facjalnej. Otwory te zostały odwiercone w obrębie niecki chwałowickiej (patrz Kędzior, 2016, Fig. 1), która znajduje się 4

mniej więcej w środku między czeską częścią Zagłębia i siodłem głównym. Taka lokalizacja pozwalała mi ekstrapolować wyniki analizy facjalnej na obszary sąsiednie. W badanych otworach wydzieliłem 11 litofacji począwszy od zlepieńców przez piaskowce, mułowce aż do osadów fitogenicznych. Poszczególne litofacje odzwierciedlają odmienne warunki hydrauliczne depozycji, część z nich może mieć samodzielne znaczenie diagnostyczne dla środowisk sedymentacji, jednak bardziej wiarygodne jest posługiwanie się asocjacjami litofacjalnymi jako wskaźnikami środowisk i subśrodowisk depozycji. Tego typu badania są wykonane po raz pierwszy dla osadów warstw zabrskich. Do tej pory wyrażane były opinie o środowiskach sedymentacji warstw zabrskich nie poparte żadnymi dowodami a oparte jedynie o analizę zapiaszczenia warstw zabrskich. Uważa się, że osady te gromadzone były na rozległej równinie aluwialnej (Unrug & Dembowski, 1971; Gradziński, 1982) związanej z piaszczystymi rzekami roztokowymi i meandrującymi (Doktor & Gradziński, 2000). Kotas i Malczyk (1972) uznali pakiety piaskowców za osady gromadzone w korytach rzecznych. W swojej pracy wydzieliłem dwie podstawowe asocjacje facjalne: (1) osady koryt rzecznych oraz (2) osady pozakorytowe równi zalewowej. Analizę facjalną wsparłem metodami statystycznymi tworząc diagramy dystrybucji miąższości ciał piaskowcowych i pokładów węgla w poszczególnych obszarach tj. Karvina, Jastrzębie Zdrój, Frenštat, Cieszyn, Rybnik i siodło główne (Kędzior, 2016, Fig. 13 i 14). Znając na podstawie przeprowadzonej analizy facjalnej charakterystykę ciał piaskowcowych oraz następstwo litofacji mogłem ekstrapolować wyniki uzyskane z rejonu Rybnika na pozostałe obszary, co pozwoliło mi na określenie charakteru zmian w udziale najbardziej i najmniej miąższych ciał piaskowcowych, zarówno jedno- jak i wielopiętrowych. Asocjacja litofacji zlepieńcowych i piaskowcowych. Ciała piaskowcowo-zlepieńcowe, często podścielone powierzchniami erozyjnymi, interpretuję jako osady korytowe. Zwykle są to wielopiętrowe ciała złożone o miąższości dochodzącej nawet do 114 m. Poszczególne elementy tych nagromadzeń osadów są w wielu wypadkach rozdzielone wewnętrznymi powierzchniami erozyjnymi wskazującymi na wieloetapowość wypełniania dostępnej przestrzeni akomodacyjnej. Wielopiętrowy charakter ciał piaskowcowych i niewielki udział sekwencji o ziarnie drobniejącym ku górze jest interpretowany przeze mnie jako efekt depozycji w obrębie traktu rzeki roztokowej z niestabilnymi, przesuwającymi się korytami o głębokości dochodzącej do 5 m. Słabo zaznaczone warstwowanie wiążę z szybką depozycją i okresowymi przepływami wody przeciążonej zawiesiną typu hiperskoncentrowanego, co wskazuje na system rzeczny z dominacją obciążenia dennego. Obecność zestawów litofacji o ziarnie drobniejącym ku górze jest przeze mnie rozpatrywana jako dowód na stopniową agradację osadów związaną z kolejnymi wydarzeniami powodziowymi. Po wcięciu się koryt rzecznych następował szybki przyrost osadów i rozwój łach śródkorytowych i bocznych zbudowanych z osadów piaszczystych. Niewielki udział zlepieńców w sekwencjach korytowych świadczy, według mnie, o podrzędnej depozycji w obrębie bruków korytowych i podłużnych łach żwirowych w stosunkowo wąskich korytach bocznych. Używając modeli rzecznych Mialla (1977, 1996) określiłem ten typ systemu rzecznego, dominujący w południowo-zachodniej części GZW, jako ewoluujący w kierunku północno-wschodnim, z przejściowego stanu przypominającego system głębokiej żwirowej rzeki roztokowej (typ Donjek) do roztokowego systemu rzecznego zdominowanego przez piaszczyste obciążenie denne o niskiej krętości (typ Platte/South Saskachewan). Wartości średniej, mediany i maksymalnej miąższości ciał piaskowcowych zmniejszają się wyraźnie w kierunku północno-wschodnim wzdłuż osi basenu (Kędzior, 2006, Tab. 1, Fig. 13, 14), co moim zdaniem wskazuje, że wielopiętrowe nagromadzenia piaskowców korytowych są przede wszystkim związane z rzekami roztokowymi w segmencie południowo-zachodnim, podczas gdy ciała korytowe w północno-wschodnim segmencie (siodło główne) tworzą 5

nagromadzenia o znacznych rozmiarach lateralnych jednakże o znacznie mniejszych miąższościach głównie typu prostego lub nieznacznie złożonego (dwupiętrowe) z dobrze zaznaczoną tendencją do zmniejszania się frakcji osadu ku górze oraz zazwyczaj są otoczone miąższymi pakietami osadów pozakorytowych (Kędzior, 2016, Fig. 15, 21). Te cechy, moim zdaniem, wskazują na awulsyjny, chociaż relatywnie stabilny system meandrujący. W kategoriach modeli rzecznych Mialla (1992), system ten mógłby początkowo przypominać model 5 lub 6 (żwirowo-piaszczyste lub piaszczyste klasyczne rzeki meandrujące, zwykle ewoluujące w drobnoziarniste rzeki meandrujące z rozległymi torfotwórczymi obszarami pozakorytowymi. Asocjacja litofacji mułowcowych, heterolitowych i fitogenicznych. Asocjacja ta zdominowana przez osady drobnoziarniste z paleoglebami i węglami jest typowym zespołem osadów rzecznej równi zalewowej. Według mojej opinii, środowisko równi zalewowej obserwowane w warstwach zabrskich rozwijało się wielokrotnie na obszarach pozakorytowych migrujących stref korytowych, co przedstawiłem na figurach 16-21 (Kędzior, 2016). Strefy te były szybko zasiedlane przez roślinność oraz powstawały tam torfowiska o różnych rozmiarach i grubościach sięgających według mojej oceny nawet 150-170 m. Na obszarach pozakorytowych wydzieliłem szereg subśrodowisk, w tym nieudokumentowane wcześniej na obszarze GZW strefy wałów przykorytowych. Inni autorzy (Doktor & Gradziński, 1985; Doktor, 2007) wymieniają to subśrodowisko, które z całą pewnością powinno występować, jednakże nie znaleźli wystarczających dowodów na ich obecność w dostępnym materiale rdzeniowym. Pozostałe subśrodowiska (koryta krewasowe, proksymalne i dystalne glify krewasowe oraz torfowiska) były rozpoznane i szeroko opisane zarówno z osadów rzek roztokowych (Doktor, 2007), jak i meandrujących (Doktor & Gradziński, 1985) GZW. Podobny zestaw litofacji dokumentujących subśrodowiska pozakorytowe był opisywany zarówno ze współczesnych (np. Farrell, 1987; Smith et al., 1989) jak i kopalnych równi zalewowych (np. Ethridge et al., 1981; Galloway, 1981; Farrell, 1987; Fielding & Webb, 1996; Jorgensen & Fielding, 1996; Miall, 1996; Halfar et al., 1998; Bridge, 2003). Wykazanie ewolucji kopalnego systemu rzecznego wzdłuż jego biegu wyłącznie na podstawie danych archiwalnych uważam za jedno z największych osiągnięć przedstawionej przeze mnie pracy. Ilość publikacji dokumentujących zmianę stylu rzecznego jest znacząca, w większości dotyczy ona jednak osadów kenozoicznych lub mezozoicznych, rzadziej późnopaleozoicznych (np. Nakayama & Ulak, 1999; Newell et al., 1999; Limarino et al., 2001; Badura & Przybylski, 2004; Le Heron et al., 2008; Alqahtani et al., 2017) prezentując przede wszystkim ewolucję systemów rzecznych w czasie a nie w przestrzeni. Prace te oparte są w głównej mierze o odsłonięcia powierzchniowe, czasami wsparte badaniami geofizycznymi. Analizy wykonane przede wszystkim przy użyciu dużej ilości archiwalnych materiałów wiertniczych są rzadkie (Bourquin et al., 2006, Doktor, 2007; Hylova et al., 2013) i zazwyczaj ograniczają się do prezentacji zmian miąższości jednostek litostratygraficznych, bądź prezentacji architektury basenu. 2.3.4. Historia wypełniania basenu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego we wczesnym pennyslwanie, znaczenie warstw jejkowickich w ewolucji basenu oraz model systemu rzecznego warstw zabrskich. Litosom warstw jejkowickich budził wiele kontrowersji w literaturze dotyczącej południowo-wschodniego segmentu polskiej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. W pracach Matla (1966; 1967) określany jest jako bezwęglowy odcinek warstw zabrskich, podczas gdy przez Jureczkę (1988) i Kotasa (Kotas et al., 1988; Kotas, 1995) ten kompleks skalny jest traktowany jako odrębna jednostka litostratygraficzna, przy czym nie została ona w sposób jednoznaczny zdefiniowana. Bezsprzecznie osady tej jednostki zalegają na powierzchni erozyjnej wciętej w osady serii paralicznej (Matl, 1965, 1967), natomiast wiek osadów bywał 6

określany przez paleobotaników (Kotasowa, 1988; Kotasowa & Migier, 1995) zarówno jako namur A (najwyższa część mississippu arnsberg) a przez mikroflorystów (Kmiecik, 1995; Oliwkiewicz-Miklasińska, 2002) jako namur B a nawet namur C (najstarszy pennsylwan czokier-jedon). Badania Oliwkiewicz-Miklasińskiej (2001; 2002) sugerują, że depozycja warstw jejkowickich nastąpiła bez znaczącej przerwy między mississipem (seria paraliczna) a pennsylwanem (górnośląska seria piaskowcowa), jednakże biorąc pod uwagę dużą erozję, która miała miejsce przed rozpoczęciem sedymentacji warstw jejkowickich oraz łatwości redepozycji miospor, taki wniosek wydaje się moim zdaniem nieuprawniony. Wyniki badań Oliwkiewicz- Miklasińskiej (2002) wskazują również na ciągłość sedymentacji w ciągu czokieru-alportukinderskotu bez znaczących luk stratygraficznych. Według mojej interpretacji, depozycja warstw jejkowickich rozpoczęła się nie wcześniej niż w późnym czokierze (najstarsze piętro pennsylwanu w podziale zachodnioeuropejskim). Ta stosunkowo niewielka luka stratygraficzna w rejonie Rybnika podkreślona również luką erozyjną ma swój ekwiwalent o zdecydowanie większym zasięgu na pozostałym obszarze GZW, gdzie obejmuje ona dwa piętra, czyli czokier i alport (Kmiecik, 1995). Jedną z nierozwiązanych przeze mnie kwestii na skutek zbyt małej liczby dostępnych danych jest brak najstarszego pokładu węgla warstw zabrskich na obszarze, w którym obecne są warstwy jejkowickie. Możliwe są dwa równorzędne scenariusze: (1) niekorzystne warunki środowiskowe do rozwoju torfowisk, tak jak sugeruję w swojej pracy; (2) erozja związana z działalnością rzecznego systemu depozycyjnego warstw zabrskich, na co wskazuje Havlena (1982). W dotychczasowych pracach aspekt rozwoju w czasie systemu depozycyjnego osadów węglonośnych górnego karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego był zazwyczaj pomijany. Przedstawiona przeze mnie praca jest pierwszą, która wskazuje, że warunki sedymentacji zmieniały się zarówno w czasie i przestrzeni. Według mojej interpretacji początek sedymentacji górnośląskiej serii piaskowcowej, a zatem początek lądowego etapu wypełniania basenu miał miejsce w rejonie obecnego Rybnika. Poprzedzony był powstaniem wciętej doliny w końcu mississippu (późny arnsberg). Pod koniec czokieru (wczesny pennsylwan) głębokość doliny osiągnęła swoje maksimum wynoszące prawdopodobnie około 100 m i rozpoczęła się sedymentacja osadów warstw jejkowickich w obrębie doliny rzecznej o przebiegu SW-NE. Diachroniczność osadów warstw jejkowickich w kierunku wschodnim (Oliwkiewicz- Miklasińska, 2002), moim zdaniem, odzwierciedla ich wkraczanie na południowo-wschodni stok doliny, chociaż nie jest jasne, jaki mechanizm był odpowiedzialny za spychanie w tym kierunku roztokowego systemu rzecznego. Wydaje się, że mógł być związany z nasuwaniem się od zachodu orogenu waryscyjskiego. Dolina rzeczna została wypełniona osadami o miąższości około 70 m pod koniec alportu i ten kompleks osadów należy traktować, w przedstawionej przeze mnie interpretacji, jako warstwy jejkowickie sensu stricto. Po wypełnieniu doliny sedymentacja osadów zaczęła się rozprzestrzeniać poza krawędzie paleodoliny i ten etap rozwoju już w kinderskocie, według mnie, rozpoczyna sedymentację właściwych warstw zabrskich. Początkowo pierwotna oś systemu rzecznego odziedziczona z czokieru i alportu pozostawała niezmieniona, stąd prawdopodobnie brak najstarszego pokładu węgla warstw zabrskich, zatem cały kompleks osadów niezawierający pokładów węgla można traktować, w moim przekonaniu, jako warstwy jejkowickie sensu lato, łącznie z bezwęglowym odcinkiem warstw zabrskich akumulowanych już w kinderskocie. Mimo, że początkowo oś systemu rzecznego znajdowała się w tym samym miejscu, to oś subsydencji podłoża basenu zaczęła migrować w kierunku wschodnim, a dostępna przestrzeń do migracji systemu rzecznego i depozycji materiału znacząco wzrosła. W mojej opinii depozycja warstw zabrskich początkowo odbywała się w wąskim basenie przedgórskim, przypominającym miejscami dużą dolinę aluwialną rozwiniętą u czoła nasuwającego się orogenu. Przedstawiony przeze mnie model depozycji wyjaśnia zarówno obecność luki stratygraficznej między arnsbergiem a kinderskotem na większości obszaru Górnośląskiego Zagłębia Węglowego oraz kontrowersje 7

dotyczące relacji między warstwami jejkowickimi i zalegającymi powyżej warstwami zabrskimi. Biorąc pod uwagę cechy osadów warstw zabrskich, zmiany zawartości najgrubszych frakcji osadów, interpretacje cech systemu fluwialnego na badanym obszarze Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, mogę stwierdzić, że górny bieg systemu rzecznego, w południowozachodniej części GZW ma prawdopodobnie cechy systemu zbierającego (tributive) zasilanego dużą ilością gruboziarnistego materiału osadowego. System ten cechuje się wielonurtową geometrią typu roztokowego, podczas gdy dolny bieg systemu rzecznego (północno-wschodnia część GZW) charakteryzowany jest przez system rozdzielczy (distributive) o bardziej stabilnych korytach dużej krętości, z dobrze rozwiniętymi strefami pozakorytowymi. Transformacja systemu rzecznego od roztokowego do meandrującego w dół biegu może być, według mnie, wiązana z czynnikami tektoniczno-geomorficznymi takimi jak zmniejszanie gradientu nachylenia wzdłuż osi zapadliska przedgórskiego oraz zwiększaniem się jego szerokości (por. Ouchi, 1985; Miall, 1996; Holbrook & Schumm, 1999). Są to parametry kontrolowane sztywność podłoża i wzrost orogenu. Także nierównomierny wzrost orogenu waryscyjskiego mógł spowodować zróżnicowanie morfologii na jego zapleczu z lokalnymi basenami śródgórskimi a przez to zmniejszoną ilość materiału klastycznego dostarczanego do basenu przedgórskiego w jego północnej części. Bimodalność rozkładu miąższości pokładów węgla na całym obszarze badań interpretuję, jako różnice w lokalizacji torfowisk w stosunku do aktywnych koryt (traktów) rzecznych. Pokłady cienkie (poniżej 30 cm miąższości), moim zdaniem, reprezentują krótkotrwałe torfowiska tworzące się w pobliżu migrujących lateralnie bądź ekspandujących koryt rzecznych i zalewane były przez okresowe katastroficzne powodzie. Natomiast pokłady grube, o miąższości powyżej 1 m, reprezentują torfowiska znajdujące się w znacznych odległościach od współistniejących koryt (traktów) rzecznych a ich zamieranie mogło być kontrolowane przez wkraczanie aktywnych koryt na skutek awulsji. Oczywiście ta interpretacja nie wyklucza wpływu zmian klimatu lub/i zmian bazy erozyjnej na długotrwałość torfowisk (patrz: Ramsbottom, 1977; Phillips and Peppers, 1984; Wright and Vanstone, 2001; Falcon-Lang, 2003, 2004), nawet jeśli nie ma palinologicznych dowodów na częste zmiany klimatyczne. Niejasne jest również, czy baza erozyjna znajdowała się na poziomie morza, czy też był to poziom bezodpływowego basenu resztkowego. Zatem miąższość pokładów węgla odzwierciedla dynamikę zmian w systemie rzecznym oraz czas potrzebny na akumulację znaczących ilości materii organicznej. 2.3.5. Zastosowanie zasad stratygrafii sekwencji w osadach kontynentalnych warstw zabrskich. W dotychczasowych badaniach osadów kontynentalnych górnego karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego zasady stratygrafii sekwencji nie były stosowane. Przedstawiona przeze mnie praca jest pierwszą próbą aplikacji tej metody. W większości prac z zakresu stratygrafii sekwencji osadów kontynentalnych podkreślana wartość pokładów węgla jako poziomów łatwo korelowalnych w skali basenu i oznaczających powierzchnie maksimum zalewu będąc granicami sekwencji (Gibling & Bird, 1994; Hamilton & Tadros, 1994). W niemal wszystkich opracowaniach dotyczących stratygrafii sekwencji osadów lądowych opisywane osady deponowane były w pobliżu brzegu morskiego (patrz np. Best & Ashworth, 1997; Nakayama & Ulak, 1999; Blum & Törnqvist 2000; Le Heron et al., 2008; Li et al., 2009) albo związane z deglacjacją (np. Emiliani et al., 1978; Goodbred & Kuehl, 2000; Blum & Lancaster, 2005). Dużym ograniczeniem, w przypadku GZW, jest nieznana pozycja zbiornika morskiego, do którego uchodziły rzeki w ciągu pennsylwanu, w tym w trakcie depozycji warstw zabrskich. Wydaje mi się, że odległość badanego przeze mnie odcinka systemu fluwialnego mogła być duża, bo jak wynika z badań współczesnej rzeki Mississippi, oddziaływanie pływów może 8

sięgać nawet 200 km w górę rzeki (Fisk, 1944). Jednakże nie ma pewności, czy zbiornikiem do którego wpływały rzeki było rzeczywiście morze a nie niewielki, bezodpływowy basen resztkowy. W moim scenariuszu, luka stratygraficzna obejmująca piętra czokier i alport razem z wcinaniem się doliny o głębokości prawie 100 m i okresem glebotwórczym poza granicami wciętej doliny reprezentuje wymuszoną regresję (sensu Catuneanu, 2006). Osady dolnej części warstw jejkowickich s.s. mogłyby stanowić okres schyłku wymuszonej regresji i ciąg systemów niskiego stanu względnego poziomu morza (lowstand systems tract sensu Helland-Hansen, 2009), natomiast górna część warstw jejkowickich wraz z warstwami zabrskimi reprezentowałaby ciąg transgresywny (transgressive systems tract sensu Helland-Hansen, 2009). Ciąg systemów wysokiego stanu względnego poziomu morza (high-stand systems tract) w najwyższej części warstw zabrskich prawdopodobnie nie został zachowany, na co wskazuje luka stratygraficzna obejmująca marsden między warstwami zabrskimi i znajdującymi się powyżej warstwami rudzkimi. Bardzo podobny przebieg wydarzeń miał miejsce w młodszych osadach górnośląskiej serii piaskowcowej. Następny cykl (sekwencja stratygraficzna) rozpoczyna się zmianą bazy erozyjnej reprezentowaną przez marsdeńską lukę stratygraficzną i granicę erozyjną między warstwami zabrskimi i rudzkimi będąc ciągiem systemów wymuszonej regresji, natomiast warstwy rudzkie (jedon) zatem reprezentowałyby ciąg transgresywny, a zdominowane przez facje drobnoziarniste warstwy załęskie serii mułowcowej (langset) byłyby ciągiem systemów wysokiego stanu względnego poziomu morza (high-stand systems tract). Cykl ten kończyłby się, moim zdaniem, w spągu miąższego (około 50 m) kompleksu piaskowcowego znajdującego się na granicy między warstwami załęskimi i występującymi powyżej warstwami orzeskimi, który sugeruje obecność następnego ciągu wymuszonej regresji i powstanie kolejnej wciętej doliny wypełnionej przez osady związane z ciągiem transgresywnym. 2.3.6. Podsumowanie Przedstawiona praca stanowi monograficzne opracowanie sedymentologiczne kopalnych osadów rzecznych górnego karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego przy użyciu wielu metod prowadzących do odtworzenia warunków sedymentacji, środowisk depozycji oraz historii wypełniania basenu przedgórskiego po regresji morskiej u schyłku mississippu. Jako najważniejsze osiągnięcia prowadzonych przeze mnie badań naukowych w przedstawionym artykule uważam: Szczegółowa analiza facjalna pozwoliła na stwierdzenie, że osady warstw zabrskich w południowo-zachodniej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego deponowane były w obrębie roztokowego systemu rzecznego przypominającego roztokowy system rzeczny zdominowany przez piaszczyste obciążenie denne o niskiej krętości (typ Platte/South Saskachewan). Zmiany geometrii ciał piaskowcowych, procentowego udziału frakcji najgrubszych oraz miąższości pokładów węgla pozwoliły na wykazanie ewolucji systemu rzecznego w dół jego biegu od głębokiej żwirowej rzeki roztokowej (typ Donjek) przez roztokowy system o niskiej krętości (typ Platte/South Saskachewan) do awulsyjnego, relatywnie stabilnego systemu meandrującego (żwirowo-piaszczyste lub piaszczyste klasyczne rzeki meandrujące, zwykle ewoluujące w drobnoziarniste rzeki meandrujące z rozległymi torfotwórczymi obszarami pozakorytowymi) w części północnej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Określenie przyczyn transformacji systemu rzecznego od roztokowego do meandrującego w dół biegu, jako związane z zmniejszaniem gradientu nachylenia wzdłuż osi zapadliska oraz zwiększaniem się jego szerokością a także być może z nierównomiernym wzrostem orogenu waryscyjskiego powodującym zróżnicowanie morfologii na jego zapleczu, powstaniem 9

lokalnych basenów śródgórskich przechwytujących część materiału klastycznego dostarczanego do basenu przedgórskiego w jego północnej części. Wyjaśnienie bimodalnego rozkładu miąższości pokładów węgla, jako różnic w lokalizacji torfowisk w stosunku do aktywnych koryt (traktów) rzecznych. Pokłady cienkie reprezentują krótkotrwałe torfowiska tworzące się w pobliżu koryt rzecznych zalewane przez okresowe katastroficzne powodzie. Pokłady grube reprezentują torfowiska znajdujące się w znacznych odległościach od współistniejących koryt (traktów) rzecznych a ich zamieranie mogło być kontrolowane przez wkraczanie aktywnych koryt na skutek awulsji. Przedstawienie modelu depozycji wyjaśniającego zarówno obecność luki stratygraficznej między arnsbergiem a kinderskotem na większości obszaru Górnośląskiego Zagłębia Węglowego oraz kontrowersje dotyczące relacji między warstwami jejkowickimi i zalegającymi powyżej warstwami zabrskimi. Przedstawienie scenariusza opartego o zasady stratygrafii sekwencji zmian względnego poziomu morza/lokalnej bazy erozyjnej z dwoma głównymi cyklami: (1) pierwszy rozpoczynający się w arnsbergu luką erozyjną i stratygraficzną z ciągami: regresywnym i transgresywnym; (2) drugi rozpoczynający się luką stratygraficzną i erozyjną w marsdenie z ciągami: regresywnym, transgresywnym i wysokiego stanu względnego poziomu morza. Literatura: Alqahtani, F. A., Jackson, CA-L., Johnson, H. D. & Som,M. R. B., 2017, Controls On the Geometry And Evolution of Humid-Tropical Fluvial Systems: Insights From 3D Seismic Geomorphological Analysis of the Malay Basin, Sunda Shelf, Southeast Asia, Journal of Sedimentary Research, 87: 17-40. Badura, J. & Przybylski, B., 2004. Evolution of the Late Neogene and Eopleistocene fluvial system in the Foreland of Sudetes Mountains, SW Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 74: 43-61. Best, J.L. & Ashworth, P.J., 1997. Scour in large braid rivers and the recognition of sequence stratigraphic boundaries. Nature, 387: 275-277. Blum, M. & Törnqvist, T., 2000. Fluvial responses to climate and sea-level change: a review and look forward. Sedimentology, 47: 2-48. Blum M. & Lancaster R., 2005. Incision of the lower Mississippi valley (south central USA) during deglacial sea-level rise. Geological Society of America, Abstracts with Programs, 37: p. 233. Bourquin, S., Peron, S. & Durand, M., 2006. Lower Triassic sequence stratigraphy of the western part of the Germanic Basin (west of Black Forest): Fluvial system evolution through time and space. Sedimentary Geology, 186: 187 211. Bridge, J. S., 2003. Rivers and Floodplains: Forms, Processes, and Sedimentary Record. Blackwell Publishing, Malden, 491 pp. Catuneanu, O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier, Amsterdam, 375 pp. Dembowski, Z., 1972a. Ogólne dane o Górnośląskim Zagłębiu Węglowym, Prace IG, 61: 9-22. Dembowski, Z., 1972b. Krakowska seria piaskowcowa Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Prace IG 61: 509-537. Doktor, M., 2007. Conditions of accumulation and sedimentary architecture of the upper Westphalian Cracow Sandstone Series (Upper Silesia Coal Basin, Poland). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 77: 219 268. 10

Doktor, M. & Gradziński, R., 1985. Alluvial depositional environment of the coal-bearing Mudstone Series (Upper Carboniferous, Upper Silesian Coal Basin). Studia Geologica Polonica, 82: 5 67. Doktor, M. & Gradziński, R., 2000. Środowiska sedymentacyjne i systemy depozycyjne węglonośnej sukcesji Zagłębia Górnośląskiego (Sedimentary environments and depositional systems of coal-bearing succession of the Upper Silesia Coal Basin). In: Lipiarski, I. (ed.), Materiały 23 Sympozjum Geologia Formacji Węglonośnych. Wydawnictwo AGH, Kraków, pp. 29 33. Doktor, M., Kędzior, A. 2002. Architektura osadów i środowiska sedymentacji serii mułowcowej na przykładzie warstw załęskich (westfal A) w południowo zachodniej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Doc. Geon. Materiały 5 Czesko-Polska Konf. Geologia Zagłębia Górnośląskiego, 6-8 listopad 2002, 41-50. Doktor, M., Kędzior, A. 2003, Geometria pokładów węgla i otaczających je osadów serii mułowcowej (westfal A i B) na granicy warstw załęskich i orzeskich w północnej części niecki głównej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. XXVI Sympozjum Geologia Formacji Węglonośnych Polski, Kraków: 15-19. Doktorowicz-Hrebnicki, S. & Bocheński, T., 1952. Podstawy i wyniki paralelizacji pokładów węgla w Zagłębiu Górnośląskim. Geologiczny Biuletyn Informacyjny, 1: 13 14. Dopita, M. & Kumpera, O., 1993. Geology of the Ostrava-Karvina coalfied Upper Silesian Coal Basin, Czech Republic, and its influence on mining. Int. J. Coal. Geol., 23: 291 321. Dopita, M., Aust, M., Brieda, J., Černý, I., Dvořák, P., Fialová, V., Foldyna, J., Grnela, A., Grygar, R., Hoch, I., Honék, J., Kaštanovský, V., Konečný, P., Kožušníková, A., Krejčí, B., Kumpera, O., Martinec, P., Merenda, M., Müller, K., Novotná, E., Ptáček, J., Purkynová, E., Rehoř, F., Strakoš, Z., Tomis, L., Tomšík, J., Valterová, P., Vašíček, Z., Vencl, J. & Židková, S., 1997. Geology of the Czech Part of the Upper Silesian Basin. Ministerstvo Životniho Prostrědi Česke Republiky, Praha, 280 pp. Emiliani C., Rooth C. & Stipp J.J., 1978. The late Wisconsin flood into the Gulf of Mexico. Earth and Planetary Science Letters, 41: 159-162. Ethridge, F. G, Jackson, T. J & Youngberg, A. D., 1981. Floodbasin sequence of a finegrained meander belt subsystem: the coal-bearing Lower Wasatch and Upper Fort Union formations, southern Powder River Basin, Wyoming. In: Ethridge, F. G. & Flores, R. M. (eds), Nonmarine Depositional Environments: Models for Exploration. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 31: 191 209. Falcon-Lang, H. J., 2004. Pennsylvanian tropical rain forests responded to glacial interglacial rhythms. Geology, 32, 689 692. Farrell, K. M., 1987. Sedimentology and facies architecture of overbank deposits of the Mississippi River, False River region, Louisiana. In: Ethridge, F. G., Flores, R. M. & Harvey, J. D. (eds), Recent Developments in Fluvial Sedimentology. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 39: 111 120. Fielding, C. R. & Webb, J. A., 1996. Facies and cyclicity of the Late Permian Bainmedart Coal Measures in the Northern Prince Charles Mountains, Mac Robertson Land, Antarctica. Sedimentology, 43: 295 322. Fisk, H.N. 1944. Geologic investigations of the alluvial valley of the lower Mississippi River: Vicksburg, Mississippi, pp. 1 170. U.S. Army Corp of Engineers, Mississippi River Commission. 11

Galloway, W. E., 1981. Depositional architecture of Cenozoic Gulf Coastal Plain fluvial systems. In: Ethridge, F. G. & Flores, R. M. (eds), Nonmarine Depositional Environments: Models for Exploration. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 31: 127 155. Gibling M. R. & Bird D. J., 1994. Late Carboniferous cyclothems and alluvial paleovalleys in the Sydney Basin, Nova Scotia. Geol. Soc. Am. Bull., l06: 105-117. Goodbred S.L. & Kuehl S.A., 2000. The significance of large sediment supply, active tectonism, and eustasy on margin sequence development: Late Quaternary stratigraphy and evolution of the Ganges-Brahmaputra delta. Sedimentary Geology, 133: 227 248. Gradziński, R., 1982. Explanatory notes to the lithotectonic molasse profile of the Upper Silesian Basin (Upper Carboniferous-Lower Permian): Comment to Annex 20. Veröffentlichungen des Zentralinstituts für Physik der Erde, 66: 225-235. Gradziński, R., Doktor, M. & Słomka, T., 1995. Depositional environments of the coalbearing Cracow Sandstone Series (Upper Westphalian), Upper Silesia, Poland. Studia Geologica Polonica, 108: 149-170. Halfar, J., Riegel, W. & Walther, H., 1998. Facies architecture and sedimentology of a meandering fluvial system: Paleogene example from Weisselster Basin, Germany. Sedimentology, 45: 1 17. Hamilton, D. S. & Tadros, N. Z., 1994. Utility of coal seams as genetic stratigraphic sequence boundaries in non-marine basins: an example from the Gunnedah Basin, Australia. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 78: 267-286. Helland-Hansen, W., 2009. Towards the standardization of sequence stratigraphy: Discussion. Earth-Science Reviews, 94: 95 97. Hýlová L., Jirásek J., Sivek, M. & Jureczka, J. 2016. Coal-bearing capacity of the Petřkovice Member (Ostrava Formation, Serpukhovian, Mississippian) of the Upper Silesian Basin (Czech Republic and Poland). Geological Quarterly, 60: 637-649. Hylova L., Jureczka J., Jirasek J., Sivek M. & Hotarkova J. 2013. The Petřkovice Member (Ostrava Formation, Mississippian) of the Upper Silesian Basin (Czech Republic and Poland). Int. J. Coal Geol., 106: 11-24. Jirasek J., Hylova L., Sivek M., Jureczka J., Martinek K., Sykorova I. & Schmitz M., 2013a. The Main Ostrava Whetstone: composition, sedimentary processes, palaeogeography and geochronology of a major Mississippian volcaniclastic unit of the Upper Silesian Basin (Poland and Czech Republic). Int. J. Earth Sci., 102: 989-1006. Jirasek J., Sedlackova L., Sivek M., Martinek K., Jureczka J., Sykorova I. & Schmitz M., 2013b. Castle Conglomerate Unit of the Upper Silesian Basin (Czech Republic and Poland): a record of the onset of Late Mississippian C2 glaciation? Bull. Geosci., 88: 893-914. Jorgensen, P. J. & Fielding, C. R., 1996. Facies architecture of alluvial floodbasin deposits: three-dimensional data from the Upper Triassic Callide Coal Measures of east-central Queensland Australia. Sedimentology, 43: 479 495. Jureczka, J., 1988. Nowe dane o charakterystyce litostratygraficznej kontaktu serii paralicznej i górnośląskiej serii piaskowcowej karbonu zachodniej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. In: Lipiarski I. (ed.), Materiały XI Sympozjum Geologia Formacji Węglonośnych Polski. Wydawnictwo AGH, Kraków, pp. 41 46. 12

Jureczka, J. & Kotasowa, A., 1988. Stratygrafia przejścia utworów paralicznych w limniczne w otworze wiertniczym Jejkowice IG 1 (GZW). Kwartalnik Geologiczny, 32: 501 503. Kędzior, A., 2001. Identification of the fluvial-channel tracts based on thickness analysis: Zabrze Beds (Namurian B) in the Main Anticline and Bytom-Dąbrowa trough of Upper Silesia Coal Basin, Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 71: 21 34. Kędzior, A., 2008. Depositional architecture of the Zabrze Beds (Namurian B) within the Main Anticline of the Upper Silesia Coal Basin, Poland. Studia Geologica Polonica, 129: 131 156. Kędzior A., Doktor M., Gmur D., 2004a Types of coal-seam split up and conditions for their formations examples from Zabrze Beds (Namurian B), Upper Silesia Coal Basin. 10th Coal Geology Conference, Prague, June 7-11, 2004, Abstracts: 35. Kędzior A., Doktor M., Gmur D., Martinec P., 2004b Palaeodrainage system evolution an example from Zabrze Beds (Namurian B), Upper Silesia Coal Basin. 10th Coal Geology Conference, Prague, June 7-11, 2004, Abstracts: 5. Kędzior, A., Gradziński, R., Doktor, M. & Gmur, D., 2007. Sedimentary history of a Mississippian to Pennsylvanian coal-bearing succession an example from the Upper Silesia Coal Basin, Poland. Geological Magazine, 144: 487 496. Kmiecik, H., 1995. Chrono- and biostratigraphy. Microflora. In: Zdanowski, A. & Żakowa, M., (eds), The Carboniferous System in Poland. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 148: 65 85. Kotas, A., 1972. Ważniejsze cechy budowy geologicznej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego na tle pozycji tektonicznej i budowy głębokiego podłoża utworów produktywnych. W: Problemy geodynamiki i tąpań. Komit. Górn. PAN, 1: 5-55. Kotas, A., 1982. Zarys budowy geologicznej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Przewodnik LIV Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 45-72. Kotas, A., 1985. Structural evolution of the Upper Silesian Coal Basin (Poland). C.R. X Congr. Int. Stratigr. Geol. Carb. (Madrid), 3: 459-469. Kotas, A., 1994. Geological background. In : Kotas, A. (ed.). Coal-bed methane potential of the Upper Silesian Coal Basin (Poland). Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 142: 6-18. Kotas, A., 1995. Litostratigraphy and sedimentologic-paleogeographic development, Moravian Silesian Cracovian region, Upper Silesian Coal Basin. In: Zdanowski A. & Żakowa H. (eds), The Carboniferous System in Poland. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 148: 124 134. Kotas, A. & Malczyk, W., 1972. The Upper Silesian Sandstone Series of the Upper Namurian Stage of the Upper Silesian Coal Basin. Prace Instytutu Geologicznego, 61: 427 466. Kotas, A., Buła, Z. & Jureczka, J., 1988. Problematyka podziału litostratygraficznego górnośląskiej serii piaskowcowej karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. In: Lipiarski I. (ed.), Materiały XI Sympozjum Geologia formacji węglonośnych Polski. Wydawnictwo AGH, Kraków, pp. 17 18. Kotasowa, A. & Migier, T., 1995. Chrono- and biostratigraphy. Macroflora. In: Zdanowski, A. & Żakowa, H., (eds), The Carboniferous System in Poland. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 148: 56 65. Kuzak, R., 1994. Orientacja fałdów gliwickich. Przegląd Geologiczny, 62: 629-630. 13

Le Heron D.P., Buslov M.M., Davies C., Richards K. & Safonova I.,, 2008. Evolution of Mesozoic fluvial systems along the SE flank of the West Siberian Basin, Russia. Sedimentary Geology, 208: 45-60. Li, W., Bhattacharya, J.P. & Campbell, C., 2010. Temporal evolution of fluvial style in a compound incised-valley fill, Ferron Notom Delta, Henry Mountains Region, Utah (USA). Journal of Sedimentary Research, 80: 529-549. Limarino, C., Tripaldi, A., Marenssi, S., Net, L., Re, G. and Caselli, A., 2001. Tectonic control on the evolution of the fluvial systems of the Vinchina Formation (Miocene), northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 14: 751-762. Matl, K., 1965. Position stratigraphique des deux niveaux marins les plus supérieurs des couches marginales. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 35: 443 466. Matl, K., 1966. Problem identyfikacji warstw zabrskich (siodłowych s.s.) w niecce chwałowickiej karbonu górnośląskiego. Przegląd Geologiczny, 6: 265 268. Matl, K., 1967. La lacune d érosion dans la partie supérieure des couches marginales dans la Région Hoillere de Rybnik. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 37: 109 118. Matl, K., 1969. Stratygrafia górnych warstw brzeżnych w Rybnickim Okręgu Węglowym ze szczególnym uwzględnieniem niecki jejkowickiej. Prace Geologiczne PAN, 58: 7 78. Miall, A. D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, Berlin, 582 pp. Musiał, Ł., Tabor, M., & Żakowa, H., 1995. Chrono- and biostratigraphy. Macroflauna. In: Zdanowski, A. & Żakowa, H., (eds).the Carboniferous system in Poland. Prace PIG, 148: 23-44. Nakayama K. & Ulak P.D., 1999. Evolution of fluvial style in the Siwalik Group in the foothills of the Nepal Himalaya. Sedimentary Geology, 125: 205-24. Newell A.J., Tverdokhlebov V.P. & Benton M.J., 1999. Interplay of tectonics and climate on a transverse fluvial system, Upper Permian, southern Uralian foreland basin, Russia. Sedimentary Geology, 127: 11-29. Oliwkiewicz-Miklasińska, M., 2002. Nowe dane o palinostratygrafii kontaktu utworów paralicznych i kontynentalnych w Górnośląskim Zagłębiu Węglowym. In: Kožušniková, A. (ed.), The 5th Czech-Polish Conference on Carboniferous Sedimentology. Documenta Geonica, Prague, pp. 185 189. Phillips, T. L. & Peppers, R. A., 1984. Changing patterns of Pennsylvanian coal-swamp vegetation and implications of climatic control on coal occurrence. International Journal of Coal Geology, 3: 205 255. Porzycki, J.,1972. Seria mułowcowa piętra westfalu dolnego Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Prace IG, 61: 467-508. Ramsbottom, W. H. C., 1977. Major cycles of transgression and regression (mesothems) in the Namurian. Proceedings of the Yorkshire Geological Society, 41: 261 291. Smith, N. D., Cross, T. A., Dufficy, J. P. & Clough, S. R., 1989. Anatomy of an avulsion. Sedimentology, 36: 1 23. Stopa, S. Z., 1957. Subdivision stratigraphique du Houllier dans la Bassin Houllier de la Haute Silésie. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 115: 195 262. 14

Unrug, R. & Dembowski, Z., 1971. Diastrophic and sedimentary evolution of the Moravia- Silesia Basin. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 41: 119 168. Wright, V. P. & Vanstone, S. D., 2001. Onset of Late Palaeozoic glacio-eustasy and the evolving climates of low latitude areas: a synthesis of current understanding. Journal of the Geological Society of London, 158: 579 582. 3. Omówienie pozostałych osiągnięć naukowo-badawczych 3.1. Osiągnięcia naukowo-badawcze przed doktoratem W trakcie studiów magisterskich (1990 1995) na Wydziale Biologii i Nauk o Ziemi obszar moich zainteresowań naukowo-badawczych koncentrował się głównie na biostratygrafii i analizy paleośrodowiskowej osadów górnej kredy w okolicach Krakowa na podstawie otwornic. Wyniki prac pozwoliły na stwierdzenie nienotowanych wcześniej osadów koniaku w rejonie Zabierzowa. Podczas prac terenowych zebrałem szereg próbek do badań mikropaleontologicznych oraz obserwacji, które później zostały wykorzystane przez pracowników naukowych ING UJ zarówno do publikacji (Machaniec et al., 2004a, b, c) oraz ćwiczeń terenowych ze studentami. Podczas studiów doktoranckich (1995 1998) oraz okresu pracy na stanowisku asystenta i specjalisty w Instytucie Nauk Geologicznych PAN głównie zajmowałem się realizacją rozprawy doktorskiej, która dotyczyła zagadnień architektury stratygraficznej warstw siodłowych (namur) w północnej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Obiekt badań, czyli warstwy siodłowe wybrałem przede wszystkim ze względu na obfitość archiwalnych materiałów dokumentacyjnych i wiertniczych gromadzonych przez dziesięciolecia intensywnej eksploatacji płytko zalegających i miąższych pokładów węgla. Główne osiągnięcia zrealizowanej przeze mnie rozprawy przedstawiam w punktach. 1.Geometria i rozmieszczenie ciał piaskowcowych warstw zabrskich, niski wskaźnik wzajemnych połączeń pomiędzy wypełnieniami koryt oraz niewielka przewaga osadów korytowych nad pozakorytowymi wskazuje, że osady warstw zabrskich deponowane były w obrębie równiny aluwialnej konstruowanej głównie przez rzeki typu meandrującego. 2.Zmniejszająca się w kierunku wschodnim miąższość warstw zabrskich odzwierciedla zarówno gradient subsydencji tektonicznej związanej z waryscyjską tektoniką nasuwczą, jak i kompakcję świeżego torfu. 3.Granica spągowa warstw zabrskich ma charakter diachroniczny. 4.Okresy zmniejszonej dostawy materiału klastycznego do basenu sedymentacyjnego, sprzyjające powstawaniu rozległych pokryw torfowych, związane były z regionalną awulsją sieci rzecznej lub pulsacyjnym tempem subsydencji podłoża basenu. 5.Rozwój kolejnych generacji torfowisk o wzrastającym zasięgu lateralnym w kierunku wschodnim odzwierciedla migrację przestrzeni akomodacyjnej wraz ze stopniowym zmniejszaniem się pojemności i wydolności przepływów rzecznych w tym kierunku. 6.Strefy wzrostu miąższości pokładów węgla powstały na skutek łączenia lub nakładania na siebie kolejnych, coraz młodszych generacji torfowisk. 7.Rozszczepianie pokładów węgla spowodowane było działalnością uskoków synsedymentacyjnych oraz migracją stref korytowych i rozwojem glifów krewasowych. 15